Классификация залежей по значениям рабочих дебитов

Класс	Залежи	Дебиты
		нефти, т/сут	газа, м3/сут
1-й	Высокодебитные	100	1 000 000
2-й	Среднедебитные	10–100	100000–1 000000
3-й	Малодебитные	2–10	20000–100000
4-й	Низкодебитные	Менее 2	Менее 20 000

Вопрос №4. Гамма-гамма методы: ядерной геофизики: принципы, задачи.

1. Плотностной гамма-гамма метод. Если горные породы облучать гамма-

квантами с энергией свыше 0,3 МэВ, то в них преобладает комптоновское рассеяние, которое слабо зависит от состава породообразующих минералов, но определяется их плотностью (см. п. 5.1). Интенсивность Iγγ на расстоянии свыше 20 см от источника изменяется по экспоненциальному закону в зависимости от плотности. На этом явлении основан плотностной гамма-гамма метод (ГГМ-П), с помощью которого определяют плотность в слое толщиной до 20 см.

2. Селективный гамма-гамма метод. Если горные породы облучать гамма-

квантами слабых энергий (меньше 0,3 МэВ), то происходит их фотоэлектрическое поглощение. Определяемый по Iγγ коэффициент ослабления лучей зависит от эффективного атомного номера породы. На использовании этого явления основан селективный гамма-гамма-метод (ГГМ-С) для определения содержания в образцах, обнажениях и стенках горных выработок тяжелых элементов (Fе, Hg, Sb, Pb, W и др.).

Изучаемые физические свойства пород при гамма-гамма методах - плотность и хим.состав. Измеряемый параметр - интенсивность рассеянного гамма-излучения. Решаемая геологическая задача - изучение плотности горных пород и их хим. состава

Билет 24

Вопрос 1

Петрогенетические механизмы, приводящие к разнообразию состава магматических пород.

Магматические расплавы, которые при затвердевании превращаются в вулканические или интрузивные горные породы, зарождаются в верхней мантии или континентальной земной коре, а затем перемещаются вверх и либо достигают поверхности Земли либо кристаллизуются на некоторой глубине. Поведение магм (а следовательно и состав образующихся из них пород) в процессе зарождения, подъема и затвердевания в значительной мере определяется физическими свойствами расплавов, главными из которых являются температура, плотность и вязкость.

Магмы возникают в результате частичного плавления твердого вещества земной коры и верхней мантии, т.е. при Р—Т условиях между солидусом и ликвидусом. Самые глубинные магмы, достигшие поверхности Земли, образованы наглубине 150—250 км при литостатическом давлении 5—8 ГПа. Со столь глубокими источниками связаны, например, алмазоносные кимберлиты и лампроиты. Минимальная глубина магматических очагов составляет 10—15 км (Р= 250—500 МПа). На такой глубине зарождаются некоторые граниты. Горные породы иногда испытывают частичное плавление и ближе к поверхности Земли, но количество возникающего при этом расплава обычно очень мало.

Частичное плавление, приводящее к образованию магм, вызывается тремя причинами: 1) изобарическим нагревом мантийного или корового вещества выше температуры

б

Рис. 3.3. Причины плавления, приводящие к образованию магм

в

а — изобарический нагрев, 6 — адиабатическое (почти изотермическое) снятие давления, в — снижение температуры солидуса в присутствии воды, которая освобождается при дегидратации гид-роксилсодержащих минералов. Точка 1 — Р— Т условия до плавле­ния, точка 2 — Р— Т условия су­ществования расплава; S₁ — солидус при отсутствии воды, S₂ — солидус насыщенного водой расплава, D — кривая дегидратации гидроксилсодержащего минерала; остальные пояснения в тексте

Солидуса (рис. 3.3, а); 2) адиабатическим (почти изотермическим) подъемом нагретого твердого материала в область меньшего давления (рис. 3.3, б); 3) дегидратацией гидроксилсодержащих минералов с выделением воды, снижающей температуру солидуса (рис. 3.3, в). Эпизодический и локальный нагрев коры и верхней мантии обусловлен накоплением тепла вследствие радиоактивного распа­да химических элементов, главным образом U, Th, К. Частичное плавление может быть связано также с выделением тепла вязкого трения при пластических деформациях глубинного вещества. Источником тепла, под воздействием которого плавится материал континентальной земной коры, часто служат высокотемпературные мантийные магмы основного или ультраосновного состава, переме­щенные на меньшую глубину.

Подъем магм

Механическая неустойчивость магматических источников в конечном итоге приводит к тому, что расплав отделяется от твердого

каркаса и перемещается вверх. Главной движущей силой этого процесса служит избыточное давление расплава, возникающее вследствие объемного эффекта плавления и разности плотностей жидкой и твердой фаз. Если, например, расплав, образованный на глубине А, заполняет вертикальный канал высотой h₂, верхняя кромка которого находится на глубине h₁ от поверхности (рис. 3.4), а плотность расплава (р₂) меньше плотности окружающих пород (р₁), то на уровне А избыточное давле­ние равно ∆Р = Р₁ - Р₂ = р₁g(h₁ + h₂) — (р₁gh₁ +p₂gh₂) = (р₁—p₂)gh₂ Чем больше вертикальная протяженность столба расплава, тем больше избыточное давление жидкой фазы. Следовательно, отделение магматической жидкости и ее подъем являются саморазвивающимися процессами, которые протекают с ускорением. Чем больше появляется магмы, тем больше избыточное давление расплава, и тем стремительней происходит его сепарация и подъем. Магмы поднимаются вверх вдоль трещин, существующих в твердых породах. Избыточное давление расплава способствует раскрытию трещин, что значительно ускоряет фильтрацию магмы. По аналогии с гидроразрывом пластов, который применяется при добыче нефти, это явление получило название магморазрыва. Трещины, заполненные магмой, превращаются при затвердевании в дайки.

Рис. 3.4. Возникно­вение избыточного давления АР = (р₁ — p₂)gh в столбе рас­плава с плотностью р2, который находит­ся среди вмещаю­щих пород с плотно­стью p₁(p₁ >p₂). А — см. в тексте

Если производительность магматического источника достаточно высока, то одновременно возникает множество трещинных каналов, которые, соединяясь друг с другом, образуют сложную систему крутопадающих и пологих проводников. Расположенные между ними блоки твердых пород теряют механическую устойчивость и начинают погружаться вниз, освобождая место для расплава; таким способом могут возникнуть крупные интрузивные тела.

Чем глубже находится источник мантийных магм, тем выше он может проникнуть в земную кору. Поэтому основные и ультраосновные магмы, которые зарождаются вблизи поверхности Мохо-ровичича, часто затвердевают в виде интрузивных тел, а более глубинные расплавы образуют лавовые потоки на суше или морском дне. Таким образом, земная кора служит плотностным фильтром, который задерживает тяжелые магмы, возникшие в верхней мантии. Значительная часть мантийных магм, вероятно, скапливается вблизи основания континентальной коры, увеличивая мощность гранулитобазитового слоя.

Магматические горные породы, связанные с эндогенными источниками, могут быть разделены на три крупных генетических класса:

1) породы мантийного происхождения, источником которых служит верхняя мантия Земли;

2) породы корового происхождения, которые зарождаются в континентальной земной коре;

3) гибридные магматические породы, образованные в результате смешения мантийных и коровых магм, ассимиляции (усвоения) мантийными магмами твердого корового материала и, наоборот, растворения мантийных пород в коровых магмах.

Верхняя мантия служит источником разнообразных магматических пород, среди которых выделяются три главных генетических типа:

1. продукты затвердевания первичных мантийных магм, не изменивших состав при подъеме и кристаллизации;

2. дифференциалы мантийных магм, возникшие в результате тех или иных преобразований первичного расплава;

3)кумулаты мантийных магм — породы, содержащие избыток той или иной кристаллической фазы (фаз) по сравнению с тем количеством, которое образуется при равновесной кристаллизации

Продукты затвердевания первичных мантийных магм

Первичные мантийные магмы возникают в процессе частичного плавления перидотитов, залегающих ниже поверхности Мохоровичича. После удаления жидкой фазы в верхней мантии остается реститовый материал, представленный деплетированными (истощенными) перидотитами или дунитами.

Дифференциаты мантийных магм

Поднимаясь к поверхности и частично затвердевая, мантийные магмы обычно испытывают дифференциацию, в процессе которой состав жидкой фазы меняется по сравнению с первичным. Механизм дифференциации может сводиться к отделению твер­дых фаз от остаточного расплава в ходе кристаллизации, разделению расплава на две несмешивающиеся жидкости контрастного соста­ва и их расслоению по плотности, обогащению локальных зон маг­матических камер теми или иными химическими элементами путем термодиффузии (эффект Соре) или переноса компонентов в газовой фазе.

Главное значение имеет кристаллизационная дифференциация, связанная с разделением (фракционированием) твердых и жидких фаз. Кристаллизация первичной мантийной магмы, перемещенной на малые глубины, начинается с выделения твердых фаз. Если отделить кристаллические фазы от жидкости, то ее состав окажется иным по сравнению с составом первичной магмы. В этом и заключается сущность кристаллизационной дифференциации — одного из важнейших петрогенетических механизмов.

Кристаллизационная дифференциация происходит в системе промежуточных камер, которые заполняются мантийными магмами при их подъеме к поверхности Земли. Вследствие высокой плотности магматических жидкостей мантийного происхождения значительная их часть, вероятно, скапливается в основании земной коры. Промежуточные камеры формируются и выше вплоть до приповерхностной зоны, как это установлено, например, под вулканами Гавайских островов.

Промежуточные камеры периодически разгружаются при перемещении расплава на меньшую глубину и пополняются новыми порциями магмы из более глубинных источников. В периоды «покоя» в камерах происходит частичная кристаллизация расплава с выделением твердых фаз, плотность которых отличается от плотности окружающей жидкости. Оливин, пироксен и другие минералы, имеющие более высокую плотность по сравнению с магматической жидкостью, могут погружаться, образуя скопления в нижних частях камер, а кристаллы плагиоклаза более кислые, чем Аn₇₅, будучи относительно легкими, наоборот, могут всплывать и концентрироваться вблизи кровли магматических камер. Осаждение кристаллов приводит к обеднению расплава теми компонентами, которые содержатся в кристаллических фазах, и состав жидкости су­щественно отклоняется от первоначального.

В зависимости от состава первичной мантийной магмы и Р—Т ус-ловий ее кристаллизации возникают разные серии дифференциатов. Так, дифференциация низкощелочных пикритов и пикробазальтов, обусловленная отделением от первичных магм оливина, хромовой шпинели, клинопироксена и высококальциевого плагиоклаза, приводит к возникновению серий дифференциатов, которые завершаются низкомагнезиальными толеитовыми базальтами и габбро. Дифференциация умереннощелочных пикробазальтов, содержащих до 10 мас.% нормативного нефелина, смещает состав магматических жидкостей в сторону трахибазальта-трахита (монцонита-сиенита), а серии дифференциатов высокощелочных оливиновых меланефелинитов могут заканчиваться фонолитами и нефелиновыми сиенитами. При этом в умеренно- и высокощелочном рядах обособляются натриевые и калиевые дифференцированные серии

Кристаллизационная дифференциация является одним из глав­ных петрогенетических процессов, определяющих разнообразие магматических горных пород. Другие механизмы дифференциа­ции имеют второстепенное значение; они проявляются локально и лишь при благоприятном стечении обстоятельств.

Например, ес­ли в ходе кристаллизационной дифференциации остаточный рас­плав одновременно обогащается кремнеземом, калием и железом, то может произойти самопроизвольное разделение расплава на две несмешивающиеся жидкие фазы, одна из которых близка по вало­вому составу к железистому пироксениту, а другая — к граниту. Самым наглядным признаком разделения жидких фаз, которое на­зывают ликвацией, служит наличие в одной магматической породе стекол разного состава, образующих участки с эмульсионной тек­стурой, которая описана в ряде земных и лунных базальтов.

Кумулаты мантийных магм

В процессе кристаллизационной дифференциации первичные магмы разделяются на дифференциаты — остаточные расплавы и кумулаты — скопления кристаллических фаз. Самым распространенным механизмом формирования кумулатов является гравитационное осаждение ранних кристаллических фаз (оливин, пироксен, хромовая шпинель) вблизи подошвы магматических камер, заполненных основными и ультраосновными расплавами.

Примерами кумулятивных образований могут служить придонные части базитовых силлов, обогащенные оливином, некоторые массивы дунитов и оливинитов, залежи хромититов в ультра-мафитах, пикриты с избыточными вкрапленниками оливина. Известны кумулятивные породы, возникшие вследствие всплыва-ния относительно легких кристаллов плагиоклаза в кровле магматических камер.